Circulations atmosphériques
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Circulations atmosphériques p q Forces appliquées sur une parcelle d’air d air et vent géostrophique Quelques références … Fondamentaux de météorologie, S. Malardel, Cépadues, 2005 Essentials E ti l off meteorology, t l C C.D. D Ah Ahrens, Brooks, B k 2000 Bernard Aumont [email protected] 1 www.lisa.univ-paris12.fr/~aumont 2 Cartes isobares Carte des pressions au niveau de la surface (le 16/04/2004). Cette carte donne plus d’information d information sur l’altitude l altitude des différents points de mesure que sur les variations spatiales et temporelles de P. Les vents horizontaux sont induits par l’existence de gradients de pression horizontaux. Ces différences de pression résultent de variations dans le réchauffement des surfaces (variation de l’albédo, de la capacité calorifique, de la conduction thermique notamment). La pression varie rapidement avec l’altitude : une « petite » différence d’altitude entre 2 stations de mesure peut induire une « grande » variation de pression (de l’ordre de 1 hPa pour 10 m) m). L’enregistrement L enregistrement de la pression en différents points de mesure doit être corrigée des effets d’altitude afin d’en déduire les gradients horizontaux de pression (l’altitude de référence est le niveau de la mer). Les variations horizontales de pression sont de l’ordre de quelques hPa pour ~ 100 km. km Diagramme a : pression mesurée en 4 points d’altitude d altitude différente. Diagramme b : pression ramenée au niveau de la mer Diagramme c : Carte isobare isobare, construite par interpolation des 3 pressions mesurées sur différentes stations Carte des pressions réduites au niveau de la mer (le 16/04/2004). Les pressions sont estimées en ajoutant le poids de la colonne qui se trouverait entre le point d’observation et le niveau de la mer mer. 4 Z Carte de surface des isobares. Les flèches représentent la direction du vent Le centre des zones de haute vent. pression est appelé « anticyclone », le centre des zones de basse pression « dépression » 2 800 hpa β 850 hpa 1 α 900 hpa 950 hpa 0 2 1 Dépression 1000 hpa Anticyclone Dans l’hémisphère nord, on observe que le vent «tourne» autour des anticyclones (en rouge) dans le sens des aiguilles d’une d une montre et dans le sens inverse autour des dépressions (en bleu). Le sens de rotation est inversé dans l’hémisphère sud (loi de Buys-Ballot). Le p point 1 est dans un anticyclone, y , le point p 2 dans une dépression. L’isobare 1000 est respectivement au dessus (en 1) puis en dessous (en 2) du niveau de la mer : de fortes pressions i correspondent d tàd des altitudes ltit d hautes de l’isobare 1000, de basses pressions à de basses altitudes. Il en est de pour toutes les isobares sélectionnées même p (voir les points α et β) sur l’isobare 850 hPa. Carte d’altitudes ((isohypses). yp ) Les lignes g continues représentent l’altitude pour laquelle une pression de référence (géopotentiel) est observé (ici 500 mb). Les lignes discontinues présentent é t t les l iisothermes. th 5 Réservoir A Réservoir B FB→A FA→B La pression au pied du réservoir A est supérieure à celle au pied du réservoir B. La force exercée par A sur le fluide dans le tuyau est donc supérieure à celle de B. Dans le tuyau, le fluide reçoit une force nette nette, orientée de A vers B : le fluide s’écoule de A vers B. Plus la différence de pression entre A et B est él é plus élevée, l lla fforce nette est grande, plus l’écoulement de A vers B est rapide. Fnet gradient de pression Basse pression 7 Une force nette s’exerce sur une parcelle d’air en présence d’un gradient de pression horizontal (force résultante du gradient de pression, PGF). Cette force est dirigée des zones de haute pression vers les zones de basse p p pression. Plus le g gradient de p pression est élevé,, p plus la PGF est élevée Forte pression anticyclone L’accélération produite par la PGF selon l’axe x est donnée par : Basse pression dépression 1016 mb Toute différence de p pression dans un fluide induit une force agissant g sur le fluide q qui entre alors en mouvement. 6 10 020 mb Force associée au gradient de pression Haute pression Les météorologistes utilisent fréquemment des cartes d’iso altitudes (isohypse : ligne de niveau de la surface isobare) pour un niveau isobare particulier (géopotentiel). ap = − 1 ρ × dP dx PGF 1016 PGF La force induite par le gradient de pression horizontal est la force à l’origine du vent 1024 1020 A 8 Force de Coriolis Deux navires, situés de part et d’autre de l’équateur tirent chacun un projectile en direction de l’autre. La flèche bleue indique la trajectoire visée et les flèches rouges les trajectoires réelles. réelles Un observateur sur le navire se sent obligé «d’inventer» une force pour «expliquer» la «déviation» de la trajectoire qu’il perçoit : il l’appelle la force de Coriolis. La force de Coriolis (CF) est une force «apparente», générée dans tout référentiel en rotation (donc un référentiel terrestre). (source : Atmosphériques, janvier 2003) 9 Animation concernant la force de Coriolis : http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/ 11 Pour comprendre le fonctionnement de la force de Coriolis, on considère 2 personnes A et B sur un tourniquet se lançant une balle. Si le tourniquet est l’arrêt, la balle lancée par A décrit un mouvement linéaire et atteint B. Le mouvement de la balle n’est pas modifié si le tourniquet est en rotation t ti : un observateur b t non lié au ttourniquet i t ((par exemple l situé it é au d dessus d du plan) l ) voitit lla b balle ll décrire un mouvement linéaire lorsque A lance la balle. Pour les joueurs sur le tourniquet en mouvement, la Plateforme à l’arrêt l arrêt balle semble «détournée» sur la droite. Les joueurs se sont en balle effet déplacés d’un angle θ pendant le temps de vol de la balle au dessus du tourniquet. Plateforme en rotation Le joueur A visant le joueur B manque sa cible. Pour le joueur, tout semble comme si Trajectoire apparente, telle une force extérieure a été qu’observée par les joueurs exercée sur la balle afin de la sur la plateforme en rotation détourner sur la droite droite. Cette force est « fictive », elle est associée non pas à une Trajectoire réelle interaction entre 2 corps, mais à la rotation du référentiel L’exemple montre que l’observateur sur le tourniquet en rotation, aurait pu se passer d’inventer cette force. S’il est facile de descendre du tourniquet pour prendre du recul, il est plus difficile de quitter pour la terre pour ne pas tourner avec elle. Les météorologistes (et les océanographes) ont besoin de cette force. 10 Animation concernant la force de Coriolis : http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/ 12 Remarques à propos de la force de Coriolis Les observations atmosphériques sont réalisées dans un référentiel en rotation. Dans ce pp q à tout référentiel,, la force de Coriolis s’applique objet en mouvement. - L’intensité de la force de Coriolis augmente lorsque la vitesse de déplacement augmente. Elle est nulle lorsque l’objet l objet (la parcelle d’air) d air) est immobile immobile. - La force de Coriolis est orientée vers la droite du déplacement dans l’hémisphère nord, elle est orientée vers la gauche dans l’hémisphère sud. Elle s’exerce perpendiculairement au déplacement de l’objet. - La force de Coriolis s’applique à tout objet en déplacement horizontal à la surface terrestre. Vitesse de translation dans la direction longitudinale : 2πR cos λ vT = t avec t =1 jour. Pour λ=45° (Paris), vT=1180 km/h Soit un observateur à la surface terrestre et à une latitude λ1 dans l’hémisphère nord. Cet observateur lance un projectile sur une cible localisée à une latitude λ2. Durant le vol du projectile de λ1 à λ2, il conserve son moment angulaire. Rappel : le moment angulaire est donné par masse du projectile (m) × distance à l’axe de rotation (Rcosλ) × vitesse de translation (dans un repère géocentrique). Comme vT(λ2) < vT(λ1), la conservation du moment angulaire impose que le projectile acquiert une vitesse v, dirigée vers l’est, par rapport à la terre en rotation pendant la période de vol de λ1 à λ2. Le projectile a été détourné vers la droite. De même, un projectile, vers la évoluant de λ2 vers λ1 serait également détourné 13 droite par rapport au déplacement, donc vers l’ouest. Effet de la force de Coriolis sur le mouvement méridien O montre On t que l’accélération l’ élé ti ac induite i d it par lla fforce d de C Coriolis i li pour lles mouvements t horizontaux est donnée par : ω : vitesse angulaire v : vitesse it d dans lle référentiel éfé ti l en rotation t ti d de l’l’objet bj t en déplacement (à ne pas confondre avec vT) ac = 2ωv sin λ La force de Coriolis n’est significative que pour des déplacements de grandes échelles. D’après l’accélération de Coriolis, un objet se déplaçant de Δx à une vitesse v, subit un déplacement Δy de : ω (Δx )2 sin λ Δy = v A la latitude de Paris (45°) : - une balle b ll llancée é à une vitesse it d de 20 kkm/h /h subit bit un dé déplacement l t Δy Δ de d ≈1 1 mm pour une trajectoire de 10 m. La force de Coriolis peut être ignorée aux échelles locales. 14 - un missile parcourant une distance de 1000 km à 2000 km/h subit un déplacement Δy ≈ 100 km. Vent géostrophique Soit une parcelle d’air, initialement à l’arrêt, en présence d’un gradient de pression. La force de Coriolis est nulle, la parcelle étant à l’arrêt. Sous l’effet de la force induite par le gradient de pression (PGF), la parcelle commence à s’écouler, perpendiculairement aux isobares, depuis les hautes pressions vers les basses pressions. A mesure que la parcelle acquiert de la vitesse, la force de Coriolis augmente en intensité et incurve le déplacement déplacement. Un équilibre est éventuellement atteint lorsque la force de Coriolis compense la force associée au gradient de pression. L’écoulement est alors stationnaire. Il est appelé l’écoulement géostrophique (vent géostrophique). L’écoulement géostrophique est parallèle aux isobares. P - 3ΔP Basse pression Dans l’hémisphère nord, l’écoulement géostrophique est tel que les hautes pressions sont à droite de l’écoulement. L’air s’écoule dans le sens des aiguilles d’une montre autour d’un d un anticyclone Anticyclone Force de Coriolis PGF ap écoulement géostrophique Dépression ac P - 2ΔP P - ΔP Dans l’hémisphère nord, l’écoulement géostrophique est tel que les basses pressions sont à gauche de l’écoulement. L’air s’écoule dans le g d’une sens inverse des aiguilles montre autour d’une dépression ac PGF Force de Coriolis ap P Parcelle d’air Initialement à l’arrêt 15 Haute pression La direction des écoulements est inversée dans l’hémisphère sud 16 Force de friction Au voisinage du sol, une force supplémentaire est exercée sur une parcelle d’air en déplacement horizontal : la force de friction. friction L’écoulement L écoulement de l’air l air au voisinage du sol est freiné (diminution du moment), par la friction de l’air sur les obstacles du sol (arbres, buildings, vague…). La force de friction s’exerce dans la direction opposée à celle du déplacement de j La diminution de la vitesse de l’écoulement induit une diminution de la force de Coriolis. l’objet. Les forces de friction au voisinage du sol modifient l’écoulement : il traverse les isobares, depuis les zones de pressions élevées vers celles de basses pressions. Direction de ll’écoulement écoulement ap P - ΔP Dépression Anticyclone af Altitudes à 500 mb (lignes continues) et isothermes (lignes en pointillés). L’écoulement en altitude s’effectue le long des isobares, les anticyclones à gauche de l’écoulement et les dépressions à droite. ac P 17 Effet des forces de friction au voisinage du sol sur l’écoulement à proximité d’une dépression et d’un anticyclone. Dépression p Convergence 18 Dans une région de haute pression, un écoulement vertical est nécessaire pour compenser la divergence des masses d’air en surface. La « descente » d’une parcelle s’accompagne p p g d’une compression, p , donc d’un réchauffement et d’une diminution de l’humidité relative. Les conditions anticycloniques sont associées aux conditions sèches et ensoleillées. En revanche, dans une région de basse pression, la convergence induit un mouvement vertical ascendant : l’air se refroidit par expansion et l’humidité relative augmente. Ce processus conduit à la formation de nuages (si la saturation est atteinte) et, éventuellement, à des précipitations. Anticyclone Subsidence Divergence Di La couche atmosphérique influencée par les forces de friction est appelée la couche limite planétaire planétaire. Cette couche s’étend s étend typiquement sur une altitude de 1000 m m. L’altitude de la couche limite planétaire varie toutefois significativement en fonction 19 de la vitesse du vent et de la rugosité du terrain. Dépression Anticyclone 20 Distribution de l’énergie solaire La distribution de l’énergie solaire incidente varie avec la latitude. Chaque unité de surface terrestre reçoit proportionnellement plus d’énergie au voisinage de l’équateur qu’au voisinage des pôles. Ce gradient d’énergie reçue induit des variations de température et de densité de l’air. Ces gradients « forcent » la circulation atmosphérique : l’air chaud des zones tropicales circule vers les pôles pôles, l’air l air froid des régions polaires circule vers les zones tropicales tropicales. La circulation générale 21 La circulation de Hadley Le premier modèle de circulation atmosphérique a été proposé par Hadley (XVIII siècle) siècle). Le modèle imaginé par Hadley est une cellule convective d’échelle globale caractérisée par : - une zone d’ascendance au niveau de l’équateur (induit par l’échauffement des masses d’air) - le transport de l’air « chaud » en altitude de ll’équateur équateur vers les pôles - une subsidence au niveau des pôles (induit par le refroidissement des masses d’air), - le transport en surface de l’air froid des pôles vers l’équateur Ce modèle de circulation est toutefois incomplet car il ne prend pas en compte l’effet de la force de Coriolis sur le mouvements des masses d’air de l’équateur aux pôles. 22 Effet de la force de Coriolis sur la circulation de Hadley L’air circulant en altitude depuis p l’équateur q vers les pôles subit une accélération de Coriolis : il est dévié selon une circulation latitudinale. Les cellules de Hadley ne s’étendent que de l’équateur à approximativement 30° de latitude. froid subsidence Circulation d’ouest en altitude ascendance 30° Equateur Ci l ti d’est Circulation d’ t en surface chaud chaud Pôle Nord cellule de Hadley froid subsidence cellule de Hadley ascendance ITCZ La circulation de Hadley divergence 30° N 30 23 forte pression anticyclone convergence 0 basse pression dépression divergence 30° S forte pression anticyclone L’ascendance L’ d au niveau de l’équateur induit une zone de basse pression. Cette zone d’ascendance est appelée la zone d’i t d’interconvergence tropicale (ITCZ). La subsidence forme autour de 30° une «ceinture» de haute 24 pression. Le refroidissement provoqué par ll’ascension ascension des masses d’air est à l’origine de la ceinture nuageuse et p p des fortes précipitations observées au niveau de l’ITCZ (zone claire sur l’animation) Circulation méridienne (latitudinale) Animation météosat, canal vapeur d’eau Les pôles sont des zones de haute pression (air froid = air dense) donc des zones de divergence en surface : la circulation générale de l’air « froid » est orientée des pôles vers l’équateur l’équateur. Cette zone de divergence s’accompagne d’une subsidence au dessus des pôles (conservation des masses d’air). L’air froid se dirigeant vers l’équateur « rencontre » l’air chaud en provenance des p ((zone de front p polaire). ) Les deux masses d’air ne se mélangent g p pas facilement : zones tropicales l’air froid (plus dense) « plonge » sous l’air chaud. Remarque : la position du front polaire varie dans le temps, les processus dynamiques présentant une structure ondulatoire dans cette zone. Zone de front polaire cellule de Hadley cellule de Hadley Zone de front polaire ascendance Pression surface Le réchauffement des masses d’air induit par la subsidence autour de 30° est à l’origine de zones présentant é t t de d ffaibles ibl précipitations (la plupart des déserts sont observés dans cette bande de latitude). Les zones sombres sur ll’animation animation représentent les zones de subsidence. ITCZ 25 http://www.ens-lyon.fr/Planet-Terre/Infosciences/Climats/Dynam-atmos/Cours-CircuAtm/ Circulation longitudinale forte 90° N forte/basse 60° N forte basse forte forte/basse 30° N 0 30° S 60° S forte 90° S 26 Circulation méridienne nord/sud dans la troposphère Variation saisonnière de l’équateur « météorologique » En combinant la circulation méridienne et l’accélération de Coriolis, on obtient une structure présentant alternativement des vents dominant d’est (dans les zones subtropicales et régions polaires) et d’ouest (aux latitudes moyennes). 27 La zone recevant le maximum de rayonnement solaire n’est pas la zone équatoriale. Ceci est du à l’inclinaison de l’axe de rotation de la terre par rapport au plan de l’orbite. La position de l’ITCZ coïncide avec les zones recevant le maximum de rayonnement solaire (au nord de ll’équateur équateur géographique en été été, au sud de celui-ci en hiver) hiver). 28 Temps caractéristiques du transport horizontal Pression moyenne de surface La vitesse des vents longitudinaux est de l’ordre de 10 m.s-1 (vent géostrophique). Le temps requis par une parcelle d’air pour effectuer un « tour du monde » le long d’une bande de latitude est donc de l’ordre de quelques semaines. semaines Janvier Le transport p méridional est p plus lent (de l’ordre de 1 m.s-1). Le temps requis par une parcelle d’air aux latitudes moyennes pour être mélangée (transportée) avec les régions polaires et tropicales est de l’ordre de 1 à 2 mois. Juillet 29 Le mélange inter hémisphérique requiert des échelles de temps de l’ordre de l’année (pas de forcage thermique au travers de l’équateur, cf. le modèle de Hadley). Le transport inter hémisphérique est lié (i) à la convection au niveau de l’ITCZ l’ITCZ, (ii) au déplacement saisonnier de l’ITCZ (iii) à des ruptures de l’ITCZ causées par des circulations liées au contraste 30 océans/continents (moussons) Brise de terre / brise de mer Durant la journée journée, le continent se réchauffe plus rapidement que la mer => induit une faible dépression sur le continent et des pressions légèrement plus élevées sur la mer. Ce gradient de pression génère une circulation depuis la mer vers le continent (brise de mer). Le contraste de température (donc de pression) est particulièrement prononcé (i) à l’interface océan/continent (ii) en milieu d’après-midi => les vents les plus forts sont au voisinage de la côte (sur la plage !) et diminuent rapidement à l’intérieur des terres. Vents locaux La nuit,, le continent se refroidit plus rapidement que la mer. La circulation est inversée (brise de terre). 31 32 Brise de montagne Effet de Foëhn Durant la journée journée, le rayonnement solaire réchauffe les flancs de la montagne, donc l’air à son contact. L’air réchauffé est moins dense que l’atmosphère environnante : il s’écoule le long des pentes (brise montante de vallée). vallée) Vent fort (force l’élévation des parcelles d’air) Libération de chaleur h l latente l t t Perte d’eau La nuit, la circulation s’inverse. Les flancs se refroidissent rapidement rapidement, réfrigérant l’air à son contact. L’air refroidi (plus dense), « glisse » le long des pentes (brise descendante de montagne) 33 34 Flottabilité Fp x Fg La figure présente la force de pression nette exercée sur un volume arbitraire de fluide de densité ρ. Si le fluide est en équilibre hydrostatique, les forces de pression exercées par le fluide p la force g gravitationnelle : extérieur compensent Fp = − Fg Fp = − mg = − ρVg Supposons que l’on remplace ce volume de fluide par un objet quelconque, de densité ρ’. Le fluide extérieur n’est n est pas modifié ; il exerce la même force sur l’objet, avec une intensité toujours égale au poids du fluide original. Cette force est appelée la force de flottabilité (poussée d’Archimède). Le transport vertical Fp x La circulation de l’atmosphère décrite précédemment est déterminée par le bilan des forces horizontales Les zones de convergence/divergence associées à la circulation générale horizontales. induisent des mouvements verticaux des parcelles d’air. La vitesse de ces vents verticaux est faible, de l’ordre de 10-3 à 10-2 m.s-1 (en comparaison aux vents horizontaux, de l’ordre de 1 à 10 m.s-1). Avec de telles vitesses, le transport d’une parcelle d’air de la surface à la tropopause est de l’ordre de 3 mois ! Des mouvement verticaux, beaucoup plus rapide, se déroulent dans la troposphère. Ce transport local est piloté par la flottabilité des parcelles d’air 35 Fg Si l’objet l objet est plus dense que le fluide (ρ’ (ρ > ρ), sa force gravitationnelle est supérieure à la poussée d’Archimède : l’objet « coule ». L’accélération résultant du bilan des forces est donnée par : γf = Ff m = ρ − ρ' g ρ' 36 Exercice : Calcul du gradient vertical de température (air sec) La température de l’air à la surface d‘un parking (noir) est légèrement supérieure à celle de ll’atmosphère atmosphère environnante environnante. Si l’écart l écart de température est de 1°C et pour une température de 300 K, quelle est l’accélération de l’air au dessus du parking ? Po r un Pour nG G.P. P => > cp - cv = R ncpdT = VdP = (nRT/P)dP P Premier i principe i i : dU = d dq + d dw Transformation adiabatique : dq = 0 soit : dT/dP = RT/(cpP) Réponse : 0,033 m.s-2 T Travail il d des fforces d de pression i :d dw = -PdV PdV pour un G.P. : dU=ncvdT soit : ncvdT dT=-PdV PdV (E) En combinant (E) et l’équation donnant la variation de P avec z (dP/dz = -PMairg/RT), on obtient le gradient de température : (C) dT/d = (dT/dP) dT/dz (dT/dP).(dP/dz) (dP/d ) = -M Mairg/c / p Variation de la température avec l’altitude : détente adiabatique Variation de pression (cf. éq. hydrostatique) : P (z ) = P (0)e − D’après la relation des G.P. : d(PV) = d(nRT) => PdV+VdP=nRdT z H (D) A.N : cp,air = 29 J.K-1.mol-1, Mair= 29.10-3 kg.mol-1 Γ = - dT/dz = 9.8.10-3 K.m-1 Détente/compression de la parcelle d’air lorsque z varie l température é d ll varie i => la dans lla parcelle En combinant (C) et (D) : n(cv+R)dT = VdP z+dz L’air est un bon « isolant thermique » : les échanges de chaleur sont lents. g g les échanges g de chaleur entre la p parcelle et l’atmosphère p Si l’on néglige environnante lors du mouvement vertical (l’ascension de la parcelle d’air est rapide devant la vitesse des transferts de chaleur) => transformation adiabatique (dq=0) Pour de l’air sec et pour une détente adiabatique : Γ = - dT/dz = 10 K.km-1. z Gradient moyen observé : Γ = 6-7 K.km-1 La différence est liée à la condensation de la vapeur d’eau (exothermique) lors de la détente. N.B. : En pratique, le gradient peut être très variable => stabilité et instabilité des parcelles d’air 37 Stabilité atmosphérique 38 Inversion de température z z Atmosphère stable z1 Atmosphère instable Parcelle d’air z0 z1 L’évolution «spontanée» tend à ramener les masses d’air vers une situation de flottabilité neutre, c’est-à-dire vers une situation d’équilibre présentant un gradient vertical de T identique au gradient adiabatique. Les sources et/ou les puits de chaleur incessants dans l’atmosphère ne permettent pas l’établissement de cette situation d’équilibre. z0 z2 z2 z T1,ad T1,atm T T2,atm T2,ad Passage de la parcelle de z0 à z1 Tad,1 < Tatm,1 donc ρad,1> ρatm,1 => la parcelle retombe => retour au point de départ, stable Passage de la parcelle de z0 à z2 Tad,2 ad 2 > Tatm,2 atm 2 donc ρad,2 ad 2< ρatm,2 atm 2 => la parcelle remonte => retour au point de départ, stable En conclusion : dT − atm > Γ : instable dz − T1,atm T1,ad T2,ad T2,atm T Passage de la parcelle de z0 à z1 Tad,1 > Tatm,1 donc ρad,1< ρatm,1 => la parcelle s’élève => écart amplifié, instable stable Inversion thermique Stratosphère Troposphère Passage de la parcelle de z0 à z2 Tad,2 d 2 < Tatm,2 t 2 donc ρad,2 d 2> ρatm,2 t 2 => la parcelle descend => écart amplifié, instable dTatm = Γ : neutre dz − dTatm < Γ : stable 39 dz L’absorption du rayonnement UV par la couche d’ozone dans la stratosphère génère une inversion de température. Cette inversion de T rend l’atmosphère particulièrement stable. Le mouvement vertical des masses d’air est supprimé. L’inversion L inversion stratosphérique de température agit comme un «couvercle» au dessus de la troposphère, empêchant la pénétration des parcelles d’air en mouvement ascendant (par exemple au niveau de l’ITCZ). Cette restriction des échanges troposphère/stratosphère limite le transfert, dans la stratosphère, de nombreux polluants émis en surface. température 40 Les surfaces continentales se refroidissent et s’échauffent plus rapidement que l’atmosphère. Durant la journée, l’échauffement de la surface induit une augmentation de la température de l’air au voisinage du sol sol. L’atmosphère L atmosphère devient instable ; les mouvements verticaux ascendant et descendant sont amplifiés afin de rétablir un gradient adiabatique d’équilibre. Le gradient vertical de température « instable » ne diffère cependant que très peu du gradient adiabatique (les échanges verticaux étant rapides). Inversion I i radiative di ti (ou ( de d surface) f ): Cette inversion est liée au refroidissement rapide du sol après le coucher du soleil donc de l’air l air situé immédiatement au dessus. Ce type d’inversion est généralement observé lors de situations peu ventilées et persiste jusqu’au lever du soleil. l il L La h hauteur t d’i d’inversion i ttypique i estt de quelques dizaines de mètres. Z (km) 2 Après le lever du soleil, le réchauffement de la surface « déstabilise » progressivement la couche stable. La couche instable au contact du sol est appelée lé « couche h d de mélange él », sa h hauteur t estt appelée la «hauteur de la couche de mélange». midi matin ti nuit 41 0 42 T Inversion de subsidence : Elle est causée par la subsidence qui provoque un effet de compression et donc un réchauffement des masses d’air. Hauteur d’inversion typique : de l’ordre de 1-2 km. 3.0 Profils de température potentielle en région Parisienne du 07 au 09 août 1998. Mise en évidence de la couche limite. 2.5 20 2.0 1.5 1.0 0.5 0.0 La couche limite est la partie la plus l basse b de d la l troposphère. hè Elle est directement influencée par la présence de la surface terrestre et répond aux forçages de la surface (transfert de chaleur, évaporation, émission de polluants) sur une échelle de temps de d l’ l’ordre d de d l’heure. l’h Le L reste de la troposphère est appelé troposphère libre. Potential temp. profiles Bound. Layer y Height g Residual layer 3.5 Heigh ht (km) La couche d’inversion joue le rôle d’un « couvercle » sur la masse d’air (barrière dynamique). Le mélange vertical à travers la couche d’inversion d inversion est très lent (zone de forte stabilité). Les polluants émis au sol restent confinés dans le volume sous la couche d’inversion. 4.0 0 8 16 24 32 40 Time (h) 48 56 64 72 Mesure Lidar à Paris le 13/03/95. Mise en évidence de la couche limite. 43 44 Temps caractéristique du transport vertical dans la troposphère s a opause stratopause 5-10 ans tropopause 1-2 ans Troposphère T hè libre Couche limite 1 mois 1-2 heures 1 semaine Surface 45
